影响气温的因素 影响气温高低的因素是什么

导语：在当今社会，气候变化备受关注，气温的起伏变化直接影响着人们的生活和环境，而且了解影响气温的因素对于我们更好地适应气候变化至关重要，那么你知道影响气温的因素和影响气温高低的因素是什么吗？下面就一起去看看吧！

影响气温的因素

温度

影响温度的各种因素造成了不同地方和不同时间之间的温度变化，介绍了接收太阳辐射的不同是导致温度变化最重要的原因，由于太阳高度角和昼长随纬度变化，使得热带地区温度高，而极地地区温度低，同时，一年内某一纬度上太阳垂直入射角的移动变化导致了该纬度温度的季节变化。

但纬度并不是影响温度分布的唯一因子。如果是的话，我们应该看到在同一纬度上所有地方的温度应该都是相同的。但实际情况显然并非如此。例如，美国加利福尼亚州的尤里卡和纽约市是位于同一纬度上的沿海城市，年平均温度也都是11℃。但7月份温度纽约比尤里卡要高9.4℃,而1月份温度纽约比尤里卡又低9.4℃。另一个例子是，厄瓜多尔的两个城市基多和瓜亚基尔相距很近，但是两个城市的年平均温度却相差12.2℃。要解释这些现象，必须认识影响温度变化的其他因素。下面将介绍这些影响因素，包括：海陆的热力差异、洋流、海拔高度、地理位置、云量和反照率。

海陆分布

我们知道，地球表面加热引起大气的加热。因此，要了解气温变化的规律，必须了解土壤、水、树木和冰等不同地表类型的加热特性。不同类型的地表反射和吸收太阳能的多少不同，从也影响到地表上面空气的温度。然而，最大的差异并不是陆地表面之间的差异，而是陆地与海洋之间的差异，很好地反映了这一概念。该卫星图像显示了在2004年美国一次春季热浪过程中，5月2日下午内华达州和加利福尼亚州及邻近的太平洋的表面温度分布。此时，内华达山脉的顶峰仍覆盖着积雪，在图上显示为位于加利福尼亚东边的蓝色低温带。陆地和海洋紧挨在一起，在相同情况下，陆地的加热比海洋快、温度比海洋高;同样陆地冷却也比海洋快、温度会更低。因此，陆地上的气温变率比海洋上的大得多。为什么陆地和海洋的加热和冷却率不一样呢?可能的原因有：

海水表温度升高和降低比地表温度慢的一个重要原因是水体具有高度流动性。当水体被加热时，对流活动将热量分散到更大质量的水体中。热量传递使得温度日变化可以到达6米以下的水体中。温度年变化的情况也相似，海洋和深水湖泊中的温度年变化深度能到达水面以下200～600米深的水层中。

与此相反，热量在土壤和岩石中不能穿透很深，而只能在地表附近。由于陆地不是流体，显然不能使热量发生混合，只能通过缓慢的传导过程来输送热量。因此，在陆地上虽然有些温度变化能深达约1米的地方，但是在10厘米深度以下的温度日变化已经很小了;而温度的年变化一般最深不超过15米。因此，由于水体的流动性和陆地的非流动性的差异，加热较深的水体在夏季可以调节温度，而陆地虽然加热层较薄却有更高的温度。

在冬季，夏季被加热的岩石和土壤的表层迅速降温;与此相反，因为有热量储存，水体冷却则较慢。当水表温度下降时因其密度变大而下沉，被下层密度小的暖水取代。因此，只有当大范围水体冷却之后表面温度才会开始明显下降。

(2)陆地表面是不透明的，因此热量只能被表面吸收。例如，炎热的夏日午后的沙滩就是一个很好的例子，比较一下表面沙子的温度和几厘米下沙子的温度就很容易验证这个道理。而透明的水则可以让太阳辐射穿透到数米深的水中。

(3)水的比热(单位质量物质的温度提高1℃所需要的热量)是陆地比热的3倍多。因此，相同体积的水比陆地需要更多的热量来提高温度。

(4)水体的蒸发(降温过程)要大于陆地表面。水分蒸发时需要能量，因此当能量被用于蒸发时，就没有用于加热的能量。

上述因素共同导致水体增温和降温都比陆地慢，而且比陆地储存了更多的热量。

对比加拿大两个城市的月平均温度资料可以明显地看出大范围水体对气温的调节作用和陆地的极值情况。一个是位于太平洋迎风海岸的不列颠哥伦比亚的温哥华，另一个是远离海岸地处内陆地区的马尼托巴省的温尼伯。这两个城市纬度相同，因此太阳高度角和日照长度都相同。然而，温尼伯1月份平均温度比温哥华低20℃,而7月份平均温度比温哥华高2.6℃。虽然这两个城市的纬度相同，但是因为没有水体的调节作用，温尼伯比温哥华具有更高的温度极值。温哥华全年气候温和的关键原因是太平洋。

比较南半球和北半球的温度变化可以证明在不同尺度上水体的调节作用的影响。是全球的海陆分布，北半球61%是水体，陆地面积只占39%。而南半球水体所占比例为81%,陆地仅为19%,这也是南半球被称为水半球的原因。在北半球北纬45°~79°区域内，实际上陆地所占的比例要比水体多，而南半球南纬40°~65°区域几乎都没有陆地去阻断海洋环流和大气环流。以海洋为主的南半球的温度年较差明显小于北半球。

洋流你或许听说过墨西哥湾流，它是北大西洋一支重要的表层洋流，沿美国东海岸向北流动。这样的表层流是由风驱动的，在大气与海洋交界面，运动的大气通过摩擦作用将能量传递给海水。结果，风在大洋上持续拖曳使表层海水运动，因此表层海水的水平运动与大气环流密切相关，而大气环流又是由太阳对地球表面的不均匀加热所驱动的。

温度

表层洋流对气候具有重要影响。众所周知，总体而言，整个地球系统从太阳辐射中获得的能量与发射到外层空间的能量相等，但是当大多数纬度分开考虑时就不是这种情况了。就能量净收支而言，低纬地区获得能量，而高纬地区失去能量。由于热带地区没有越来越热，极地地区也没有越来越冷，因此必然有一种大尺度的热量输送机制将能量从盈余地区输送到亏损地区。实际情况确实如此，正是风和洋流的热量输送使得能量的纬度不均匀性趋向平衡。在总的热量输送中，洋流输送占四分之一，大气输送占四分之三。

向极地运动的暖洋流的调节作用是众所周知的。北大西洋漂流，即墨西哥湾暖流的延伸，使得英国和欧洲西部的冬季比同纬度地区要温暖(伦敦比加拿大圣约翰更偏北)。由于盛行西风带的作用，北大西洋暖流对温度的调节效应一直影响到内陆地区。例如，柏林(北纬52°)1月份平均温度和纽约市(北纬40°)相似，而纽约市的纬度比柏林偏南12°;而伦敦(北纬51°)1月份平均温度比纽约市高4.5℃。

与墨西哥湾流这样的暖洋流影响主要体现在冬季相比，冷洋流主要对热带地区或夏季中纬度地区的温度有巨大影响。例如，沿南部非洲西海岸的本格拉冷流对沿海热带地区的温度具有调节作用，因此，毗邻本格拉冷流的鲸湾港(南纬23°)夏季温度比位于南非东部偏南6个纬度但远离洋流影响的德班低5℃。南美东、西海岸是另一个典型的例子，分别是毗邻巴西暖洋流的巴西里约热内卢和毗邻秘鲁冷洋流的智利阿里卡的月平均温度曲线。而加利福尼亚南部沿海副热带地区由于受加利福尼亚冷流的影响，夏季平均温度比美国东海岸低6℃以上。

海拔高度

可知，在对流层中温度是随着海拔高度增加而下降的。因此，一些山顶常年被冰雪覆盖。甚至在热带地区，只要山足够高，山顶也是常年积雪。前面提到的厄瓜多尔的两个城市基多和瓜亚基尔，就体现了海拔高度对平均温度的影响。这两个相距很近的城市都靠近赤道，但是瓜亚基尔的年平均温度是25.5℃,而基多的年平均温度仅为13.3℃。如果注意到这两个城市海拔高度的差异，就很容易理解它们之间的温差为什么这么大了。瓜亚基尔的海拔高度仅为12米，而基多位于安第斯山脉上，海拔高度达到2800米。我们知道，对流层中海拔高度每升高1千米，气温下降6.5℃。如果完全按这个温度递减率计算，基多的温度应该比瓜亚基尔低18.2℃。

实际上，它们之间的温差只有12.2℃。在类似于基多这样的高海拔地区，实际温度之所以高于根据标准温度递减率计算出来的温度值，是因为地面对太阳辐射的吸收和多次反射。除了对平均温度产生影响外，温度日较差也会随海拔高度变化。不仅温度会随海拔高度升高而降低，大气压和大气密度也随海拔高度升高而减小。由于高海拔地区的大气密度减小，上层大气吸收和反射的太阳辐射都很少。因此，随着海拔高度的升高，太阳辐射强度增加，导致白天迅速升温;反之，高山地区夜间的降温也非常迅速。所以，位于高山上的站点会比低海拔地区的站点具有更大的温度日较差。

温度

地理位置

在特殊地点地理环境也可能对温度产生巨大影响。盛行风向是由海洋吹向陆地的沿海地区(迎风海岸)与盛行风向是由陆地吹向海洋的沿海地区(背风海岸)的温度就有着显著差异。与同纬度内陆地区相比，迎风海岸受海洋的调节作用而“冬暖夏凉”;而背风海岸由于没有海洋的调节作用，它的温度变化特征基本与内陆地区一样。前一节提到的尤里卡和纽约两个城市就能说明地理位置的这种影响。纽约的温度年较差比尤里卡大19℃。

美国华盛顿州的西雅图和斯波坎两个城市，则说明了地理位置的第二个影响：山的屏障作用。虽然斯波坎在西雅图东部距离只有360千米，但两个城市中间隔着高耸的喀斯喀特山脉。因此，西雅图表现为明显的海洋性气候，而斯波坎则是典型的大陆性气候。斯波坎1月份平均温度比西雅图低7℃,7月份平均温度比西雅图高4℃,斯波坎的温度年较差比西雅图大11℃。其原因就是喀斯喀特山脉有效地阻挡了太平洋对斯波坎的影响

云量和反照率

大家可能注意到，白天，晴天时通常比阴天暖和;而夜晚，晴天则比阴天冷。这表明云量是影响低层大气温度的另一个因素。研究卫星图像可知，在任一时刻，地球将近有一半区域是被云覆盖的。云之所以重要是因为大部分云具有高反照率，能将相当部分的太阳辐射反射回外空。与无云的晴天相比，阴天时云减少了入射太阳辐射，使得白天温度偏低。

云的反照率取决于云层的厚度，其变化范围为25%～80%。夜晚，云的作用与白天相反。它们吸收地球向外长波辐射并向地面放射一部分，因而云层使得本来要失去的一部分热量被保留在地面附近，这就使得阴天的夜间降温不会像晴朗的夜间降温那么低。云通过降低白天最高温度和升高夜间最低温度使温度日较差减小。

通过对一些站点月平均温度的考察可以验证云对最高温度的降低效应。例如，每年南亚部分地区在较冷的低日照期间会有相当长的一段干旱期，此后迎来季风强降水(将在第7章的季风环流中讨论)。缅甸仰光的月平均温度和月平均降水曲线就说明了这种类型。图中月平均温度最高值出现在4月和5月，而不是和北半球大部分地区一样出现在7月和8月。为什么会这样?其原因是，夏季气温升高后，大量的云增加了该地区的反照率，使得到达地表的太阳入射辐射减少，从而导致月平均最高温度出现在相对晴朗的春末。云并不是唯一因增加反照率而降低温度的自然现象，冰雪覆盖的表面也具有高反照率。这就是为什么高山冰川在夏天不会融化、温暖的春天积雪仍然存在的原因之一。此外，冬季当大雪覆盖地面时，晴天的白天最高温度比想象的要低，是因为本应该被地面吸收并用来加热大气的太阳辐射被雪面反射回去。

影响气温高低的因素

纬度。不同纬度地区接收到的太阳辐射量不同，导致气温差异。低纬度地区气温较高，高纬度地区气温较低。

地形。地形影响气温的变化，例如山谷和盆地地形热量不易散失，而高大地形对冬季风有阻挡作用，导致山地比平原日较差、年较差小。

海陆位置。海洋性能影响气温年较差，受海洋影响大的地区气温变化缓和。

洋流。暖流能增温增湿，寒流则降温减湿。

天气状况。云雨多的地方气温日、年较差小于云雨少的地方。

下垫面。地面反射率影响气温，如冰雪反射率大，气温低;绿地能减少气温的日、年较差。

人类活动。城市热岛效应、温室效应等，以及营林与毁林、兴修水库与围湖造田等活动对气温都有影响。